南海暖季天气系统与中尺度对流过程研究进展

王东海 曾智琳 张春燕 杨帅 梁必骐

1 中山大学大气科学学院/广东省气候变化与自然灾害研究重点实验室，珠海519082

2 南方海洋科学与工程广东省实验室（珠海）， 珠海519082

3 中国科学院大气物理研究所云降水物理与强风暴重点实验室，北京100029

1 引言

南海作为全球海洋—大气—陆地相互作用最活跃地区之一，中尺度对流活动频繁。在热带大气环流和夏季风背景下，受热带气旋、赤道辐合带等多尺度天气系统影响，频发的中尺度对流活动易造成大风、强降水等剧烈天气，对海洋产业、航运交通等带来严重影响。在全球气候变暖背景下，21 世纪以来南海的极端天气气候事件日益复杂，南海海洋天气系统对于海洋渔业、贸易、运输和旅游的船舶航行的影响越来越大，面对南海海上生产活动、交通运输和海洋气象综合应用不断发展的需求，需要不断加强南海监测与预报预警能力，进一步提高对南海的天气系统发生、发展规律与大气结构特征的认知。近年来，“一带一路”的国家发展战略对南海气象保障能力提出了新的要求。因此，南海天气系统及中尺度对流过程的研究在保障国家海洋经济与社会发展层面具有重要的战略地位。

南海上空的热带大气环流具有鲜明的地域性和季节性特征（Krishnamurti, 1979; 梁必骐, 1991），夏季风活动显著，形成的天气系统成员众多，其中影响暖季中尺度对流发展的天气系统主要包括南海热带气旋、季风低压、热带波动和中层气旋等。在这些天气系统影响下，南海中尺度对流活动频繁，过程极其复杂。早期关于南海中尺度对流过程的研究大多是基于1998 年5～6 月的南海季风试验外场观测（SCSMEX）所开展的，通过两次外场加密观测，在南海及周边地区组建了大型气象探测网络，涵盖66 个探空站、285 个地面站、20 多部气象雷达、海洋观测船、海岛通量观测、浮标、无人机以及日本GMS-5（地球静止轨道气象卫星）、美国NOAA（美国国家海洋和大气管理局）与TRMM（Tropical Rainfall Measuring Mission）卫星观测等（巢清尘和丁一汇, 1999; 丁一汇等, 2002）。该试验获取了大量宝贵的观测数据，随后的研究较为清晰地认识了南海季风的活动特征及其与海气通量、热量阶段性变化的关系，从海气—陆气相互作用角度，揭示了南海季风爆发机理，同时也初步揭示了南海北部季风对流系统的云系结构与演变等，取得了丰富的科研成果（Ding et al., 2004; 丁一汇等,2004），为后续研究奠定了理论基础。

热带海洋问题、低纬度问题和青藏高原问题是当前大气科学领域内的三个宏观难题，而南海中尺度对流过程的研究，涉及前面的两大难题，低纬度热带海洋被认为是驱动全球天气、气候变化的最大热机，但由于海洋观测资料稀缺，导致南海中尺度对流过程的科研进展和本地化的数值预报模式发展缓慢，这也限制了南海海洋气象业务监测预报的发展。南海季风和中尺度对流的演变影响着我国降水及分布，对我国乃至东亚的水汽和热量循环具有重要影响，因此也成为北半球天气、气候变化最敏感的 地 区 之 一（Yanai and Tomita, 1998; Ding and Chan, 2005）。为此，本文将着重回顾南海暖季大气环流和夏季风、及其影响下的南海热带天气系统和中尺度对流过程的主要进展及成果，并提出该领域的未来研究方向。

2 南海暖季大气环流与南海夏季风

2.1 南海暖季大气环流特征

有利的南海夏季大气环流形势可为天气尺度系统和中尺度对流的发生、发展提供背景场。由大尺度平均场合成得到南海暖季环流的基本特征为：暖季（以7 月份为例）对流层低层（850 hPa）南海大部盛行来自于印度洋、孟加拉湾的西南气流及来自南海南部越赤道的偏南气流（图1a）。在南海东北部则为来自西太平洋副热带高压南缘的东南气流，与西南气流相互作用形成热带辐合带（Intertropical Convergence Zone，简 称ITCZ），在气压场上表现为季风槽形势。在对流层高层（100 hPa）南海处在南亚高压东南侧，受稳定且较为一致的东到东北气流控制（热带东风急流，图1b），其100 hPa 附近强风中心在20°N 附近，在300 hPa 则位于15°N。这样的高低层环流特征使南海及邻近地区暖季处在越赤道的季风经圏环流中，南海地区为经圏环流的上升支，其下沉支在南半球的澳大利亚附近（梁必骐, 1991）。

图1 20 世纪70～80 年代多年平均的暖季（以7 月份为例）南海及附近地区（a）850 hPa 与（b）100 hPa 平均流场[改自梁必骐（1991）]Fig.1 Averaged streams at (a) 850 hPa and (b) 100 hPa in the warm season (take July as an example) over the South China Sea and its vicinity during 1970s–1980s [modified from Liang (1991)]

2.2 南海夏季风

南海夏季风是亚洲季风环流系统的重要成员，与南海中尺度对流活动密切相关。亚洲夏季风系统涵盖南印度洋马斯克林反气旋、东非索马里急流、印度洋西南季风、季风槽、亚洲热低压和热带东风急流等主要成员（Krishnamurti, 1979），南海处在印度洋西南季风下游、季风槽区域，若将其细分为南亚（印度）季风区与东亚季风区（Tao and Chen,1987），则南海夏季更多地从属于东亚季风区。东亚夏季风系统由澳大利亚高压、印尼附近的越赤道气流、赤道辐合带、西太平洋副热带高压和梅雨锋等系统构成，南海处于热带辐合带（季风槽）区域。

南海夏季风的爆发、传播与演变过程，一直是国内和国际的研究热点（李崇银和张利平, 1999）。关于亚洲夏季风爆发源地的研究已取得很多成果，但其中部分观点存在一些分歧。20 世纪80～90 年代，有些学者认为亚洲夏季风最早爆发于南海，从赤道逐渐传播到南海中部，随后西传至孟加拉湾（Tao and Chen, 1987; Chen et al., 1996）。21 世 纪初期，一些研究认为季风对流最早爆发是在孟加拉湾或中南半岛，再向东传播至南海地区（梁建茵和吴 尚 森, 2000; 何 金 海 等, 2001; 钱 维 宏 和 朱 亚 芬,2001）。关于南海夏季风爆发和变动机制，20 世纪90 年代以来取得系列研究进展，如季风热动力学研究（Huang et al., 2003, 2012），有研究认为海陆热力差异，如青藏高原大地形的加热和强迫作用（Ueda and Yasunari, 1998; Wu and Zhang, 1998）、中南半岛—南海之间的纬向感热差异（王世玉和钱永甫, 2001），对夏季风环流建立有重要影响（Murakami et al., 1986; So and Chan, 1997），张立凤等（2008）通过计算分析球面Rossby 波发展型波包的演变，波包向低纬度传播激发热带地区的积云对流，积云对流的爆发并向季风区传播，加速了大气环流调整，最终促使南海夏季风的爆发。南海夏季风的爆发是局地现象，但其爆发原因却是全球性的。此外，从海气相互作用角度，袁媛和李崇银（2009）指出热带海温异常对南海夏季风爆发有显著影响，南海—西太平洋较大的纬向温度梯度是南海夏季风爆发早于南亚季风的原因之一（谢安等,1999）。从中低纬度环流系统相互作用的角度，中纬度西风槽与冷锋活动是南海夏季风的触发机制之一（Chang and Chen, 1995; 吴池胜等, 2001），即较深的西风槽东移配合一定强度的锋面系统南下促使西太平洋副热带高压东退，进而有助于南海夏季风建立。南海夏季风活动也与大气低频振荡有密切关系，表明热带天气系统的活动可能有调节作用（温之平等, 2006; 陈尚锋等, 2011; Huangfu et al.,2018）。温之平等（2016）从局地经向环流异常的角度，分析影响季风爆发的相应天气过程与贡献机制，局地经向环流异常呈现为“Hadley 环流”形态，非均匀潜热加热对这种异常的贡献作用最为显著，其次是温度平流和西风动量输送过程。

3 影响暖季南海中尺度对流过程的重要天气系统

20 世纪80 年代，梁必骐（1985）逐步开展南海地区热带大气环流系统的研究，较为全面地归纳了南海夏季环流系统的成员构成（包括南海ITCZ、东风波、热带气旋与季风低压等）、活动和结构特征等，指出了南海地区夏季热带环流结构的复杂性，并存在各种不同尺度的天气系统相互作用，如行星尺度的ITCZ、热带东风急流，天气尺度的东风波、热带气旋以及热带云团，次天气尺度的中层气旋、季风低压以及赤道反气旋等，多尺度天气系统相互作用使得南海地区的天气现象多样且复杂。本节将概述性回顾暖季影响南海地区的重要天气系统。

3.1 南海热带辐合带（ITCZ）

作为暖季南海地区最常见的行星尺度系统，南海ITCZ 主要是由于暖季西太平洋副热带高压位置北移，其南缘低层的偏东气流或东北气流与来自孟加拉湾的西南季风气流、110°E 印尼附近低层向北的越赤道气流形成的宽阔带状辐合区，其对应在气压场上表现为准东西向的赤道低压槽。按气流来源方向分类，ITCZ 可分为季风辐合带和信风辐合带，南海暖季的ITCZ 属于典型的季风辐合带（陈世训和柯史创, 1987）。

南海ITCZ 具有明显的季节性移动特征，在南海附近随季节变化南北摆动（图2），其活动主要由大尺度流场决定（黄小燕等, 2017），每年7～9月份主要在南海东部、巴士海峡一带摆动，辐合强度达到最强，辐合带形态最清晰，其最北可推进至25°N 附近。蒋全荣和余志豪（1984）统计1973～1979 年南海及邻近地区ITCZ 频数表明，ITCZ 平均生命史为7～8 d，平均出现日数（18.9 d）、过程频次（2.4 次）均在8 月份达到全年峰值，而过程平均持续日数最长（10.2 d）则出现在9 月份。10 月份南海ITCZ 向南撤退至15°N 以南。由于暖季西太平洋副热带高压较为强盛，因此南海ITCZ的活跃程度主要受西南季风、越赤道气流影响，当南半球冬季风势力增强，印度洋西南季风及印尼附近向北的越赤道气流随之增强，南海ITCZ 会形成强烈的气流辐合，形成大面积的热带对流云团，并产生一些气旋性涡旋（沈如金等, 1978）。此外，南海ITCZ 的强度与位置有准双周的周期性振荡（蒋全荣和余志豪, 1984; 陈世训和柯史创, 1987）与明显的年际变化特征（李崇银和潘静, 2007; 黄小燕等, 2017）。

图2 1979～2013 年逐月的南海热带辐合带（ITCZ）向外长波辐射值（单位：W m−2）的纬度—时间演变，经度范围取110°～120°E 平均[引自黄小燕等（2017）]Fig.2 Latitude–time cross section for the outgoing longwave radiation (units: W m−2) of the ITCZ (Intertropical Convergence Zone) with one-month interval over the South China Sea from 1979 to 2013, the average longitude range is from 110°E to 120°E [cited from Huang et al. (2017)]

关于南海ITCZ 的结构特征，大多数情况下其在垂直方向上随高度向南倾斜或近乎垂直，呈现低层辐合—高层辐散、中低层正—高层弱正或负涡度的结构；湿度场呈舌状形态分布，南侧的湿度高于北侧；温度场上无明显的水平温度梯度，南北两侧温度小于3°C，其在垂直方向上表现出低层冷、中高层暖且对流层顶附近存在冷中心的特征（梁必骐等, 1976; 蒋全荣和余志豪, 1984），这种垂直方向上的风温结构特征表明第二类条件不稳定可能是南海ITCZ 形成与维持的重要机制（梁必骐, 1985），但这与南亚地区ITCZ（Sawyer, 1947）、中美洲ITCZ 以及大西洋、东太平洋ITCZ（Estoque, 1975;Frank, 1983; Fernandez-Paptagas and Estoque, 1985）的垂直温度结构都有较为明显的差异。

3.2 南海热带气旋

南海地区是全球热带气旋活动最频繁的海区之一（梁必骐, 1985），影响南海的热带气旋有两类，一类起源于西北太平洋，另一类在南海海域生成，南海作为热带气旋影响我国华南的“海上关键区”，一直以来备受重视与关注。20 世纪50 年代，李宪之（1956）对国际上关于热带气旋生成的不同学说与批判进行了归纳与整理，较为全面系统地解答了当时让我国许多学者困惑的基本问题，并形成了热带气旋生成的综合学说，强调了大气热力学稳定度与冷空气触发作用对热带气旋初生的重要性。后来，南海热带气旋的基本特点开始被逐渐认识（赵亚民, 1959）。韦有暹等（1965）对南海热带气旋发生、发展问题进行了初步探索，并构建了南海热带气旋是否发展的经验判别式，开创了我国对南海热带气旋预报研究的先河。

西北太平洋和南海存在三个热带气旋生成源高频中心（图3），其中南海东北部海域是热带气旋生成源地的高频中心之一，其生成密度仅次于菲律宾吕宋岛东南部西北太平洋（柳龙生等, 2019）。然而，相较于西北太平洋洋面生成的热带气旋，南海热带气旋总体具有尺度偏小、强度较弱、生命史较短和生成纬度偏北等特点（梁必骐, 1985）。因暖季南海高层受热带东风急流影响，低层盛行西南季风，这种高低层风场与系统配置使南海热带气旋具有明显的结构不对称性，云系结构的螺旋性形态也较西北太平洋热带气旋差，因此其造成的降水亦有不均匀性（梁必骐, 1991），这种结构差异也体现在热带气旋内部动力结构上，例如其螺旋结构自下而上明显向外倾斜，这在散度场结构上较为显著（徐燚等, 2007），又如对流层高低层散度、涡度之差与南海热带气旋发生、发展的关系密切，这与西北太平洋的热带气旋有较大差异（杨松和梁必骐, 1988）。南海热带气旋活动期间存在显著的海气界面热量交换（吴迪生等, 2001），蒋迪等（2012）指出南海热带气旋形成过程中，海洋向大气释放的热通量是逐日递增的，热带气旋中心南侧的海洋为其发展提供主要能量来源，热通量沿顺时针方向向热带气旋北侧传播，表明热带气旋外围涡旋具有罗斯贝波的能量频散特征。

图3 1949～2018 年西北太平洋和南海台风生成源地密度分布（等值线，单位：个π−1 R−2，R=250 km）与2018 年台风生成位置[引自柳龙生等（2019）]Fig.3 Density distribution (isolines, units: incident π−1 R−2, R=250 km) of typhoon formation over the western North Pacific and South China Sea from 1949 to 2018 and formation positions (red typhoon symbol) of typhoons in 2018 [cited from Liu et al. (2019)]

影响南海地区的热带气旋，其生命史和路径较之其他地区，特色鲜明（黄忠和林良勋, 2004; 廖菲等, 2019）。崔志强等（1992）统计研究发现，一般强度越弱的南海热带气旋生命史越长，其中最长生命史的南海热带气旋多位于海南岛东南方海面。然而，西北太平洋和南海热带气旋出现复杂路径的概率并不低，且蛇形路径、突然偏折及打转等路径更多地发生在南海地区，成因可能与南海上空复杂的大尺度热带环流系统有关（韦有暹和朱庆圻,1985），而路径快速转向主要出现在近海岸地区和南海中北部的偏东区域（廖菲等, 2019）。此外，锋面涡旋、西南涡等外围天气系统也会对南海热带气旋的发生、发展及移动路径产生影响（包澄澜,1981; 李崇银, 1983; 徐梦婷等, 2016）。

3.3 南海热带波动

赤道波亦称热带波或低纬波，是热带波动的统称，其中对流层高层的混合Rossby 重力波、Kelvin 波与低纬度Rossby 波等是影响热带低纬度地区的三种主要波动类型。经典的东风波（即低纬度Rossby 波）最早是在20 世纪50 年代被Riehl（1958）首先提出，作为影响南海地区的主要天气波动，从20 世纪70 年代以来一直被广泛研究。Burpee（1972）与Shapiro（1977）认为东风波有三类形成机制，第一类是中低纬度地区对流层高层的高空冷涡系统逐渐向下发展，从而在对流层中低层形成波动；第二类是由于西风带中的Rossby 波槽加深，伸入热带地区而产生；第三类是ITCZ 的扰动移至北半球副热带高压南侧的东风气流，气流发生弯曲形成。不同类型东风波的热动力结构有明显的差异：经典东风波的波槽一般随高度略向东倾斜，在水平方向呈南北走向，槽前为东北风，槽后为东南风，东风随高度减弱，槽后辐合上升，因此对流性降水天气多发生在槽后；叠加在低层西南季风之上的东风波一般在5～12 km，东风风速随高度增强，槽前低层辐合，高层辐散，所以对流天气主要发生在槽前及槽线附近（梁必骐, 1985）。

早期有研究认为南海地区暖季盛行西南季风，东风波难以在南海地区活动，但业务预报中发现，低空西南季风上部经常叠加东风波（朱抱真等,1966），可影响南海及我国华南地区中尺度对流的发生、发展。梁必骐等（1984, 1985）归纳了影响华南地区不同东风波类型，分别是发生在深厚东风气流层中的东风波（经典型）、对流层中低层的东风波以及叠加在西南季风上的东风波，不同类型的东风波造成的降水落区有明显不同。

单纯的东风波通常会给南海及华南地区造成对流性降水天气，但当其与低涡叠加、与西南季风等其他天气系统相互作用，产生的降水强度会明显增大（梁必骐, 1991）。在南海地区东风波与西南季风的相互作用经常发生，来自孟加拉湾的强盛西南季风或印尼附近较强的越赤道气流与南海地区对流层中低层的东风波相结合，增加东风波的低层辐合，同时水平风切变加强，在适当的环境条件下可发展为热带气旋。另外，东风波也可与切变东风基流、绝热加热、赤道西风与热带气旋等相互作用进而影响南海及华南地区的天气（吕克利, 1985; 刘伯汉,1991; 陈瑞闪等, 1995; 吴阳和周毅, 2005）。

3.4 南海季风低压

季风低压一般是指发生在ITCZ 内的天气尺度气旋性环流系统，因在气压场上表现为处在季风槽内部的闭合性低压系统，且与西南季风联系密切，因此称之为季风低压。季风低压实质上属于热带低压的一种，但其与西南季风相结合，这是它与狭义上的热带低压的主要区别。当暖季南海有季风槽活动，且西南季风较为强盛时，季风槽内部会发展出季风低压，南海季风低压不仅直接影响南海海洋上的天气，也会影响中南半岛以及我国华南地区的天气。

对南海季风低压的研究主要从20 世纪80 年代开始，但在此之前（20 世纪70 年代），关于印度（孟加拉湾）季风低压的研究取得了不少成果，为南海季风低压的研究提供了借鉴，包括其动力结构与能量诊断（Krishnamurti et al., 1975, 1976; Nitta and Masuda, 1981）、涡度与动量收支（Daggupaty and Sikka, 1977; 江敦春, 1987; 孔期等, 2005）、形成机理（Shukla, 1978）等。1973～1987 年5～10月份关于南海季风低压数量的统计表明，南海季风低压年平均生成4.3 个，其中有57%作为初始扰动发展加强为热带气旋（梁必骐, 1991）。南海季风低压的生命史在3 d 左右，一般向西或西北方向移动，移速约为每天3～4 个经距。关于南海季风低压的活动与结构特征（梁必骐等, 1985）、演变与涡度收支以及潜热释放的反馈作用（梁必骐和刘四臣, 1988, 1989; 刘四臣和梁必骐, 1993）不断有新的研究结论。此外，刘四臣和梁必骐（1988）还探讨了南海季风低压的发生、发展机制，发现以积云对流所造成的潜热加热、水平温度平流与涡度平流对季风低压的形成与发展起重要作用。季风低压的发展与大气中水汽含量密切相关，积云对流过程及其潜热的释放对季风低压发展有显著影响（容广埙和谭锐志, 1991）。然而，与南海热带气旋比较发现，南海季风低压无论是在垂直涡度和散度结构、环境场条件，还是在对称性特征等方面都存在明显差异（邹美恩和梁必骐, 1984）。

南海季风低压是华南地区暖季尤其是华南后汛期（7～9 月）的重要暴雨系统（梁必骐等, 1993）。蒋建莹等（2007）针对华南一次季风低压大暴雨过程开展详细分析，发现季风低压具有上暖下冷的热力层结分布，对流层中低层具有对流不稳定特征，动力结构方面则表现出低层辐合且伴随有气旋性涡度、高层辐散并伴有反气旋性涡度的特点（图4），低压中心轴线随高度向东南方向倾斜，这种结构与南亚季风低压和梅雨锋低压均有较大不同。2018年8 月末在南海季风低压提供的显著天气尺度系统强迫背景下（图5），华南沿海出现了一次持续性大范围强降水，最大24 小时降水量为1056.7 mm，刷新了广东省历史极值（Li et al., 2020; 曾智琳等,2020），表明季风低压可产生不亚于热带气旋的暴雨强度。蔡景就等（2019）分析指出，暴雨盛期低压环流的涡度大值中心位置逐渐升高，季风低压的强度演变与暴雨落区范围大小的逐日分布是同步的，但与日最大降水量的逐日演变仅在低压加强阶段保持一致。基于Hysplit 后向轨迹模式追踪该季风低压的水汽来源，发现主要水汽来自于印度洋，季风低压可使华南沿岸成为北半球最强的水汽汇合区（郭姿佑等, 2019）。

图4 2005 年8 月19～20 日华南季风低压的三维结构概略模型[引自蒋建莹等（2007）]Fig.4 Schematic of the three-dimensional monsoon depression over South China on 19–20 August 2005 [cited from Jiang et al. (2007)]

图5 2018 年8 月30～31 日与南海季风低压相关的华南极端降水事件的多尺度概念模型[引自曾智琳等（2020）]Fig.5 Multiscale schematic diagram for the extreme rainfall event associated with the monsoon depression over South China during 30–31 August 2018 [cited from Zeng et al. (2020)]

3.5 南海中层气旋

南海地区（尤其是南海北部）暖季有类似副热带气旋的气旋性环流活动，由于在对流层中层（700～500 hPa）最为明显，因此称为中层气旋。许宁等（1976）研究发现，南海中层气旋与在东北太平洋发现的副热带气旋有差异，实际上中层气旋与季风低压、热带低压本质是类似的，但其有别于后两者的是尺度相对较小、气旋性环流和最强的垂直上升运动都发生在对流层中层。中层气旋的移动规律也颇为复杂，不同过程的中层气旋的移动方向不一样，但整体移速偏慢（15～20 km/h），部分呈现准静止的状态（梁必骐, 1991）。根据对南海中层气旋的合成分析研究显示，中层气旋也具有上暖下冷的结构特征，这与季风低压类似，但低层冷心较为深厚，气旋性旋转轴随高度向暖心一侧倾斜，气旋性辐合最强在700 hPa 附近，较季风低压要更高（许宁等, 1976; 邹美恩和梁必骐, 1982）。

Carr（1977）依据天气学分析，认为中层气旋可分为热带辐合带类、切断低涡类、东风扰动类和季风扰动类，张爱华和蒋伯仁（1983）则将其分为切断类气旋、东风类气旋、南风类气旋与辐合类气旋等四类，不同类型（形成方式）的南海中层气旋对华南地区影响程度不同。在中层气旋发生、发展阶段，中层气旋首先在中层形成，随后向上、下层逐渐延伸发展，在地面一般无明显反映，这与南海季风低压、热带气旋自下而上发展过程、地面有相应的闭合中心有显著区别（梁必骐等, 1976）。南海地区发展型和非发展型中层气旋的结构特征有着明显的区别，发展型中层气旋的中心涡度逐渐增大，并同时向高层和低层发展，其中低层辐合维持得较好（黄辉军等, 2012）。基于对南海中层气旋的温湿结构分析表明，南海中层气旋的发展维持不完全依赖于潜热释放的反馈作用，边界层摩擦辐合不明显，其发生、发展也不完全符合第二类条件不稳定机制，结合其环境流场配置发现其垂直风切变比较大，因此相较于热带天气系统通常依赖于正压不稳定机制，斜压不稳定对南海中层气旋的发生、发展与维持的作用更为重要（梁必骐, 1985; 张爱华和蒋伯仁, 1983）。

4 南海中尺度对流活动

南海暖季中尺度对流活动频繁，活跃的对流除了具备中尺度对流系统（Mesoscale convective system, 简称MCS）的一般特性，其对流组织、发生、发展还具备地域独特性。MCS 通常被广泛定义为包含对流核的云团，尺度不小于100 km，在这种系统内经常出现强烈天气现象，如强雷暴、大风、暴雨、冰雹等（Houze, 2004; Schumacher and Johnson, 2005），这些中尺度过程是地球大气产生降水的主要形式。关于MCS 的研究进展，Houze（2018）对最近100 年的MCS 的研究进行了详细的回顾及总结。然而，关于南海中尺度对流过程的研究成果更多地来源于1998 年5～6 月开展的南海季风试验（SCSMEX），期间收集了丰富的雷达、探空和海洋观测数据集，并被用于研究与南海季风爆发有关的对流系统与环境（Lau et al., 2000）、对流的组织和传播特征、对流结构和降水微物理、对流区域变化、对流加热廓线及其日变化演变等（Chan et al., 2000; Johnson and Ciesielski, 2002;Wang, 2004; Johnson et al., 2005; Wang and Carey,2005; Ciesielski and Johnson, 2006; Aves and Johnson, 2008）。

本文第3 节回顾了暖季影响南海地区的ITCZ、季风低压、中层气旋等主要天气系统的研究成果，而在这些不同类型系统的天气背景影响下，MCS的发生、发展、移动演变具有不同的活动特征（梁必骐, 1991）。例如，南海ITCZ 下的对流云区宽达数百公里，最活跃对流位于地面ITCZ 以南3～6 个纬距；移入南海的东风波伴随有MCS 逐渐西移，且不同类型东风波的MCS 所产生的坏天气分别可能出现在槽后、槽前以及槽线附近等不同位置；而对于南海热带气旋相关的中尺度对流，除了热带系统本体旺盛的对流以外，热带气旋外围螺旋雨带的MCS 可发展为线状形态甚至飑线（台前飑线），这种飑线多发生在热带气旋移动路径前方或右后方，造成雷暴大风、短时强降水、龙卷等剧烈天气现象。

4.1 南海中尺度对流系统的结构特征与活动规律

基于SCSMEX 的研究成果，南海地区的对流组织与其他热带海洋系统具有相似特征，但在不同垂直风切变的大气结构下有本地独特的组织模态，即切变平行形态（shear-parallel bands），其成因可能是南海地区对流与中纬度副热带锋面系统相互作用的结果（Johnson et al., 2005）。然而，在锋面的前侧与锋后位置对流的发展强度、垂直伸展高度以及降水微物理等有较大差异（Wang, 2004; Wang and Carey, 2005）。

许多研究表明，季风活跃期与间歇期的对流强度 和 结 构 存 在 明 显 差 异（Williams et al., 1992;Cifelli and Rutledge, 1998; Petersen and Rutledge,2001; Xu and Zipser, 2012）。例如，在热带低纬度的亚马逊地区，低层盛行西风时的对流与在盛行东风期间有很大不同（Cifelli et al., 2002; Williams et al., 2002）。统计发现季风间歇期和低层盛行东风期期间的对流更加强烈（Petersen et al., 2002）。季风爆发后南海的闪电比例较季风爆发前减少，降水系统的垂直发展强度减弱（Yuan and Qie, 2008）。南海季风区在夏季风爆发前后热带深对流的传播具有显著的多向性特征，其传播受南半球热带地区与北半球中纬度地区天气系统共同影响，因而其对流活动远比孟加拉湾季风区复杂（高辉, 2009）。在对流强度方面，南海地区的对流也表现出不同阶段的强度差异特征，虽然季风爆发后，MCS 的云水含量显著增加（Johnson et al., 2005），但季风爆发前的对流强度明显高于季风爆发后，其主要表现是具有更高的闪电比率（Yuan and Qie, 2008）。在季风爆发初期，由于对流层上层相对较干冷，层结不稳定特征更为显著，因而南海北部的降水系统主要为深对流（Ciesielski and Johnson, 2006），其层云面积相对热带其他区域比例偏少（Johnson et al.,2005; Lee et al., 2013），而南海南部的降水系统主要表现为婆罗洲西边海岸线周期性的、层云降水比重较大的MCS 和浅的对流云（Ciesielski and Johnson, 2006）。然而，杜爽等（2020）基于双频星载雷达对比分析了南海与华南地区对流发展高度特征，发现南海海洋对流回波顶高普遍低于华南陆地（图6），无明显季节性变化，但无论层云降水还是对流性降水，其回波顶高频率在3.5 km 与5.5 km 高度处存在峰值（图7）。此外，基于SCSMEX 学者们也开展了大量个例研究，并从中尺度角度分析研究了南海对流的结构特征与演变过程（Johnson and Ciesielski, 2002; Lin and Kuch,2003）以及与大尺度天气系统的关系（柳艳菊等,2005; 柳艳菊和丁一汇, 2005）。

图6 2014～2018 年华南与南海地区（a）春季、（b）夏季、（c）秋季和（d）冬季的雷达回波顶高度[引自杜爽等（2020）]Fig.6 Top height of radar echo for (a) spring, (b) summer, (c) autumn, and (d) winter over South China and the South China Sea during 2014–2018[cited from Du et al. (2020)]

图7（a）华南（黑色矩形）区域、南海区域及其附近区域地形。2014～2018 年（b）华南陆地对流性降水、（c）华南陆地层状性降水、（d）南海海洋对流性降水、（e）南海海洋层状性降水不同季节回波顶高度的概率密度函数（PDF）分布[引自杜爽等（2020）]Fig.7 (a) Topography (units: m) of South China landmass (the black frame), the South China Sea, and their vicinities. Probability density functions(PDF) of convective precipitation over the (b) South China landmass, (d) South China Sea and stratiform precipitation over the (c) South China landmass, (e) South China Sea during 2014–2018 [cited from Du et al. (2020)]

在南海对流与季节尺度振荡的关系方面，Ho et al.（2008）研究了热带季节内振荡（ISO）与热带对流活动的关系，发现与ISO 活跃期（西风环境条件下）相比，ISO 非活跃期（东风环境条件下）在天气雷达图上显现出的对流更为强烈。此外，ISO 非活跃期南海附近的对流多触发于午后的陆地，夜间逐渐地向近海迁移。Xu and Rutledge（2018）采用TRMM 卫星数据研究了南海和邻近陆地对流云系特征与北半球夏季季节内振荡（BSISO）的关系，发现南海上空在BSISO 不活跃期存在着浅积云、浓积云和深对流三种不同对流模态，而陆地对流只表现为浓积云和深对流两种模态。在BSISO活跃期，南海上空的浅积云明显减少，但造成降水对流系统尺度更大，亦含有较大比例的层状降水。此外，BSISO 非活跃期陆地（中南半岛及菲律宾）对流发展得更高，混合相态的微物理过程更明显（图8），南海在BSISO 活跃期与不活跃期的对流结构差异不明显，亦无显著的日变化特征（Xu and Rutledge, 2018）。

图8 1998～2013 年北半球夏季季节内振荡（BSISO）（a）不活跃阶段（对流抑制阶段）、（c）活跃阶段雨带区域（中南半岛、南海与菲律宾）对流结构与微物理特征的概念模型，（b）BSISO 不活跃阶段、（d）BSISO 活跃阶段对流性降水区域内距离地面6 km 以上30 dBZ以上反射率因子发生频率的日变化[引自Xu and Rutledge（2018）]Fig.8 Conceptual model of convective structures and microphysical properties across the BSISO rainband region (i.e., Indonesia, the South China Sea, and the Philippines) during (a) inactive and (c) active BSISO (Boreal Summer Intraseasonal Oscillation) periods, diurnal variations on the 30 dBZ occurrence frequency above 6 km in convective precipitation areas during (b) inactive and (d) active BSISO periods during 1998–2013 [cited from Xu and Rutledge (2018)]

4.2 中尺度对流系统的发生、发展机理

在大尺度天气背景下，MCS 及降水的形成需具备有利的海洋和大气环境条件和要素，如适当的海洋感热潜热，这些有利条件通过引起海面温盐异常和热通量异常，进而影响MCS 的形成（Sun et al., 2016; 谢旭丹等, 2018; Zu et al., 2019; Qiu et al.,2019）。来自孟加拉湾与副热带高压西侧的西南气流可为南海北部提供大量水汽，形成该区深厚的湿层和强水汽辐合（王立琨等, 2001），进而促使MCS 发生、发展。在季风爆发初期，华南和南海北部对流层低层较高的假相当位温、对流不稳定性、潜热加热可增大至季风爆发前的两倍（Li et al.,2013a, 2013b），低层西南风辐合和高层的辐散（柳艳菊等, 2005）使得大气湿层变得深厚，为季风槽的维持和MCS 的发展提供有利的大尺度热力、动 力 和 水 汽 条 件（蒙 伟 光 等, 2004, 2007, 2014,2019），其中水汽的持续输送补充作用尤为重要（Tao et al., 2003）。另外，南海北部的冷空气活动是对流发生的重要触发机制之一，其作用是加速对流不稳定能量的迅速释放与对流爆发（柳艳菊和丁一汇, 2005），由季风环流触发的风切变有利于强对流云的维持与发展。Wang and Carey（2005）分析了SCSMEX 期间MCS 造成的一次持续10 h的飑线过程，指出该飑线具有较高雷达反射率，层状云降水较小且位于对流区前侧，而强上升区位于后侧的特征，这与典型热带海洋飑线有所不同，与中纬度地区的飑线结构（Tollerud and Esbensen,1985）也有很大差异。

与一般的热带海洋对流（40%～50%）相比，南海北部降水系统中的层状降雨比例（25%）要小得多，这可能与南海北部大气不稳定程度、海表温度较高以及对流层上部相对干燥的环境条件有关（Wang and Carey, 2005; Johnson et al., 2005）。Choudhury and Krishnan（2011）针对南亚季风槽研究发现，当MCS 以层云降水为主时其加热可更有效地促进季风槽气旋性环流的向上发展，而当MCS 以深对流降水加热为主时，中层的响应则仅限于某些局部区域。这从侧面说明MCS 的发生、发展对大尺度环流有重要的反馈作用。然而SCSMEX 主要关注的是5～6 月南海季风爆发之前和爆发期间发生的对流，对于华南后汛期（7～9 月）与季风槽相关的MCS 研究比较有限。

在对流发生、发展的微物理方面，Park et al.（2007）认为南海上空的对流发展比菲律宾海附近的更强，通常表现在前者更强烈的雷达反射率结构和微波冰散射特征。南海上空对流的发生、发展既有大陆性对流的特征，也具有热带海洋性对流的特征，属于典型的海洋性大陆对流，其成因可能与来自邻近大陆、海洋岛屿的气溶胶有关，也与对流系统从周边陆地触发、随后移进南海地区有关（Takayabu et al., 2006; Park et al., 2007; Ho et al.,2008）。而对南海上空来说，Fu et al.（2011）的研究结果表明，冰相态的微物理效应主要受辐射过程而不是微物理本身来控制的。此外，冰云还可以导致中高层大气变暖变干，并使层结变得稳定，从而抑制对流的进一步发展。

4.3 中尺度对流系统的形成与增长机制

南海MCS 的形成与增长机制与有利的天气尺度强迫密不可分（Tao and Chen, 1987; Chen et al,1996; 史学丽和丁一汇, 2000; Ding and Liu, 2001; 柳艳菊等, 2005）。特别是在南海季风爆发期，南海地区对流强烈发展，积云与积雨云在短时间内迅速增多（梁必骐, 1991）。来自热带海洋的暖湿空气提高了大气的湿静力能，同时来自孟加拉湾的西南季风扩展至南海，在急流出口区一方面加强垂直风切变，另一方面引起辐合，可为MCS 的对流增长提供有利的动力和热力条件。SCSMEX 外场观测与研究表明，1998 年5 月15～17 日的强对流首先在南海北部突然爆发，降水迅速加强，季风雨季在这个地区开始建立（Lau et al., 2000; Ding and Liu,2001; Johnson and Ciesielsk, 2002）。南海季风带来充沛的水汽，有利于降水的产生，而降水期间对流的潜热释放会进一步促成新的中尺度扰动的发展（Lin and Kuch, 2003），可见水汽凝结潜热加热对MCS 的增长有重要作用，但如何量化潜热对MCS 的反馈仍具有较大不确定性。例如，基于数值模拟与卫星观测反演的加热廓线有较大差异，这影响数值天气预报对热带对流系统的预报效果（Krishnamurti et al., 2010）。此外，在南海及邻近地区，包括我国东南沿海、华南地区，MCS 和暴雨的发生与低空急流和边界层急流等天气尺度或次天气尺度系统密切相关（Chen and Yu, 1988; Chen,1992; Du and Rotunno, 2014; Du and Chen, 2018,2019），而急流的发展是季风加强的表现形式之一，它引起的动量水平输送与中低纬度锋面、低涡或切变线的等天气尺度强迫有关（Uccellini and Johnson,1979; Uccellini, 1980; 高守亭和孙淑清, 1984）。

在适宜的大尺度环境条件下，MCS 是在南海季风槽、相应的风场切变线和中尺度低涡中不断组织发展的，生命期为6～10 h 或更长（柳艳菊等,2005）。南海MCS 在全天都较为活跃，午夜形成最多，平均持续时间7.5 h。在10°N 附近（南海南部）MCS 活 跃 期 为 后 半 夜 至 白 天（Shu et al.,2013），而在20°N 附近（南海北部），对流则在早晨[0500～0800 LST（Local Solar Time）]海岸线附近频繁出现，并以10～15 m/s 的速度东移至南海北部的中心区域，1400 LST 达到峰值而后逐渐 消 亡（Ciesielski and Johnson, 2006; Aves and Johnson, 2008）。在华南后汛期（7～9 月）由于处在西太平洋副热带高压南侧的东风带，南海地区的MCS 以西移为主，移速较中纬度西风带中的MCS 明显偏慢，对流层中低层的垂直风切变在MCS 的移动中具有主导作用（Johnson et al., 2005）。

总体来说，在有利的环境条件下南海MCS 往往向着更有利的环境条件持续增长，然而缺乏像中纬度斜压强迫、多层不同天气系统的配置作用，热带对流发展与维持机制更依赖于潜热释放（Luo and Yanai, 1983, 1984; Yanai and Tomita, 1998; 柳艳菊和丁一汇, 2005）。专门针对南海海洋上MCS发生发展的精细结构特征、中尺度过程及增长机理方面的研究仍然比较少，对这方面的认识依然非常有限。

很多研究表明，在热带低纬度海洋或受海洋调节影响的大陆地区，季风活跃与非活跃阶段的对流表现出不同特征，如在南美洲的亚马逊河流域，盛行东风期间的中尺度对流通常伴随强烈的多相态混合过程，这可能与大气对流有效位能（CAPE）较高以及上升气流较强有关，从而导致频繁的闪电现象（Mohr and Zipser, 1996; Petersen and Rutledge,2001; Williams and Stanfill, 2002; Xu and Zipser,2012），但该区域在季风期间（盛行西风）对流则类似于海洋对流，其特征是对流强度多为弱到中等强度（闪电活动明显减少），表现为显著的“暖雨”过程，仅伴随有弱的混合相态降水增长（Petersen and Rutledge, 2001; Williams and Stanfill, 2002; Xu and Zipser, 2012），这些特征与南海地区的对流相似，如果以雷达反射率20 dBZ为阈值表征云顶高度，统计发现云顶高度在3～6 km 的占比可超过40%（Xu and Rutledge, 2018）。此 外，Ho et al.（2008）、Xu and Rutledge（2018）分别研究南海对流活动与ISO、BSISO 的关系亦发现类似特征。BSISO 活跃期南海的对流可发展为尺度更大降水系统，且层状降水更多、闪电密度亦增加（图9），这种现象是由BSISO 活跃期南海对流层中层具有更强的垂直风切变和更湿的环境条件所致（Xu and Rutledge, 2018）。上述关于南海对流强度增长、混合相态的微物理特征在不同阶段表现出的差异，一方面可归因于热带低纬度大气中低层的热动力条件 的 变 化（Williams et al., 1992; Rosenfeld and Lensky, 1998; Petersen and Rutledge, 2001），另 一方面与气溶胶数量有关（Rosenfeld and Lensky,1998; Williams and Stanfill, 2002），或取决于二者协同作用（Williams and Stanfill, 2002; Stolz et al.,2015）。此外，大气中不同类型潜热（如冰相相变、凝华潜热、碰冻潜热）的释放过程可通过影响海面热通量、大气稳定度的变化，最终影响南海MCS的降水（付丹红和郭学良, 2016）。

图9 1998～2013 年BSISO 周期的（a、c）非活跃期（5～7 位相）和（b、d）活跃期（1～3 位相）平均（a、b）降水量（彩色阴影，单位：mm d−1）、850 hPa 风场（箭头，单位：mm s−1），（c、d）闪电密度（单位：fl km−2 a−1）[引自Xu and Rutledge（2018）]Fig.9 Mean (a, b) rainfall (shadings, units: mm d−1), 850-hPa winds (arrows, units: mm s−1）), (c, d) lightning flash density (units: fl km−2 a−1) during(a, c) inactive (Phases 1–3) and (b, d) active (Phases 5–7) BSISO periods during 1998–2013 [cited from Xu and Rutledge (2018)]

5 当前研究的局限性、机遇与挑战

5.1 当前研究的局限性

尽管早期通过南海季风试验获取了较多宝贵的观测资料，并取得了一系列科研成果，仍不足以全面认识南海的天气系统，尤其是时空尺度较小的中尺度对流系统。总体来看，当前研究的局限性包括：一是近10 年关于南海天气系统的研究进展明显放缓；二是未有专门针对南海MCS 的系统性研究，且研究大多是基于个例，对南海MCS 的发生频率、活动特征等气候态特征与发生机理等问题仍然不太清晰。这一方面造成了对南海重要天气系统的基本科学认识仍然停留于20 世纪80～90 年代，另一方面是与南海中尺度对流系统相关的研究主要是基于20 多年前的SCSMEX 外场观测资料。最近10多年来该领域的研究未能取得科学认识上的新突破，这种窘境很大程度上是由南海海洋观测资料稀缺所致。另外，我国现有的数值天气预报模式及与中尺度对流系统相关的主客观预报技术与分析方法偏重于我国陆地，关于南海中尺度过程及对流系统至今未有系统地形成有针对性的预报理论、技术与方法。

5.2 机遇与挑战

作为中国近海中面积最大、水深最深的海区，南海在我国经济和军事中具有重要地位。近年来，“一带一路”的国家发展战略对南海气象保障能力提出了新的要求，迫切需要加快提升对南海热带大气环流与天气系统的新认识，尤其亟需提高对那些容易产生暴雨、大风等对海洋航运、渔业与交通运输等安全影响的中尺度对流系统的科学认识。基于目前的研究现状，未来该领域研究的挑战包括：

（1）南海海洋地面观测受限。受到海岛地理位置限制，海岛站、浮标站的空间分布不均匀，难以满足探测南海区域所有中尺度对流系统的需求；垂直观测探空观测欠缺。目前我国常规探空业务一天仅观测2 次，且分布在海洋岛屿探空极为稀少，南海海区探空观测除西沙永兴岛外，其余均分布在周边的陆地海岸地区。因此，南海海区现有垂直观测的时空尺度较粗，与中尺度系统生命史（多为数小时）相比，这无法完整刻画出中尺度对流系统的发生、发展过程和三维立体结构。

（2）近地层海气梯度通量探测空白。海—气通量输送强烈影响大气边界层结构，进而影响大气环流并造成不同尺度的天气与气候变化。然而，关于南海海—气通量开展的研究依然局限于1998 年SCSMEX 获取得到的非常有限的资料（闫俊岳等,2007）。

但随着气象科技的发展与进步，近年来可供研究海洋区域的数据亦日益丰富，为加深认识南海重要天气系统以及中尺度对流系统提供更多的可能性与机遇：

（1）各类再分析资料和新一代卫星数据的应用。近年来全球再分析资料（如ERA5、JRA-55 等）、较高分辨率卫星数据[如我国的风云4号卫星（FY–4）、日本的葵花8 号卫星（Himawari–8）、GPM 等]迅速发展，为日后研究南海地区天气系统及中尺度对流系统提供了可用的、时空分辨率较为精细的数据基础。

（2）南海海洋气象探测能力的发展。近年来，在南海区域已初步建成了包括海岸、海岛、塔台（海上石油钻井平台）自动气象观测站，海上锚锭浮标观测站、志愿观测船等自动站加密观测，以及以沿岸海域为主的海洋观测、高空观测、气象雷达和气象卫星遥感观测等构成的海洋气象观测系统。

目前中国气象局在南海及华南沿岸的常规地面观测设备包括沿岸天气雷达、海岛自动站、石油平台（塔台）、浮标观测站。2019 年中国气象局三沙海洋气象野外科学试验基地挂牌成立，试验基地包括由海南岛及周边海域观测区（六道岭基地）、西沙观测区（永兴岛基地）、南沙观测区（美济礁基地）等三大综合气象观测区。在南海北部、中部和南部同时具备了地面与高空、天气雷达、卫星接收、太阳辐射、酸雨、闪电定位、紫外线强度、对流层风廓线、气溶胶、GNSS/MET 水汽等11 种气象观测能力。南海海洋气象探测资料的时空分辨率不断得到提升，为日后加深认识南海热带大气环流以及中尺度对流系统活动与结构特征提供必要的观测数据基础。

6 总结与展望

本文对南海暖季重要天气系统及中尺度过程的研究进展进行了概述性回顾，初步总结了最近几十年关于暖季南海热带大气环流的主要特征、影响南海的重要天气系统以及南海中尺度过程（尤其是中尺度对流系统）的活动规律、结构特征和形成机理等。总结发现，早前关于南海大气环流系统尤其是中尺度过程的研究很大程度上受限于海洋观测稀缺，亦是当前及未来一段时间该领域研究的需要直面的挑战之一。此外，南海海洋气象观测网络日渐发展与完善，海洋气象野外科学试验基地的成立等为未来研究南海中尺度对流系统提供了必要的基础条件。未来需要继续加强关于南海天气系统与中尺度对流系统的研究主要包括：

（1）从热带大气环流和关键天气系统的角度，在前人对南海季风低压、南海中层气旋、南海热带波动等天气系统基本特征研究的基础上，采用更高时空分辨率的再分析数据与多源卫星观测资料，开展更为细致的统计分析与研究，进一步提升对海洋天气系统的科学认识。

（2）实施专门针对南海中尺度对流过程的大型外场观测试验，构建空—天—海的多源稠密观测网络。加深认识南海中尺度过程及MCS 的发生、发展，充分提炼并归纳在季风低压、ITCZ、热带波动等不同类型天气系统影响下南海中尺度对流系统演变的多尺度天气学特征。研究南海中尺度对流系统活动特征与规律、中小尺度过程、云微物理过程，以及在海洋下垫面独立影响下其发生、发展过程与陆地中尺度对流系统的差异，揭示南海中尺度对流系统的三维热动力特征及多尺度相互作用的过程与机理。

（3）发展具有针对性的南海高分辨率区域数值预报技术系统，优化与改进适用于南海热带地区的模式物理参数化方案和资料同化技术，提升对南海中尺度对流系统及其降水的预报能力。